ESTUDOS DE MICRODEFORMAÇÃO EM QUARTZITOS ARMORICANOS AFLORANTES NA REGIÃO DO BUÇACO
R. Dias1, A. Mateus2, C. Coke3
1
Departamento de Geociências da Universidade de Évora, Apartado 94, 7001 Évora Codex, Portugal
Departamento de Geologia, Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa, Campo Grande, 1700 Lisboa, Portugal
3
Secção de Geologia da Universidade de Trás-os-Montes e Alto Douro, Apartado 202, 5001 Vila Real Codex, Portugal
2
A caracterização microestrutural preliminar dos quartzitos de idade ordovícica
que se dispõem em ambos os flancos do sinclinal do Buçaco teve como objectivo
primordial compreender a razão pela qual os procedimentos usados na estimativa
dos elipsóides de deformação (Rf/φ e Fry com base em diferentes marcadores)
conduzem a resultados significativamente diferentes (Garcia et al., 1993).
Os quartzitos examinados são bastante puros e exibem, regra geral,
granularidade média a grosseira, compreendendo essencialmente grãos bem
rolados de quartzo; a matriz, por norma bastante escassa, comporta quase
exclusivamente grãos micrométricos de quartzo. Grãos rolados e subrolados de
zircão e turmalina, finas placas de sericite e raríssimos grãos micrométricos de
minerais opacos ocorrem vulgarmente como acessórios. Reconhecem-se ainda
clastos milimétricos e bastante rolados de natureza lidítica e quartzítica; os primeiros
afiguram-se correlacionáveis com os liditos presentes na Série Negra atribuída ao
Pré-câmbico; os últimos representam relíquias de rochas (proto-) miloníticas geradas
em contextos geotectónicos difíceis de precisar, se bem que atribuíveis a eventos de
deformação ante-hercínica. A análise petrográfica revela a presença dum conjunto
apreciável de microestruturas que, geradas durante a diagénese, aparentam
condicionar de forma decisiva a deformação induzida pelo dobramento hercínico sob
taxas de deformação bastante baixas e valores de temperatura globalmente
inferiores a 250ºC. O deslizamento intracristalino heterogéneo ocorre apenas em
grãos convenientemente orientados e aleatoriamente distribuídos pela rocha,
intensificando-se os processos de fracturação predominantemente intragranular.
Estados de deformação subsequentes concorrem para o desenvolvimento incipiente
de clivagem e de microzonas de cisalhamento frágil.
À luz dos resultados disponíveis, os valores médios de Rs (≈ 1.5) estimados
com base no método de Fry, deverão reflectir melhor a deformação global
acomodada pela rocha quartzítica, i.e., deformação diagenética + deformação
tectónica. O método Rf/φ, produzindo valores de Rs significativamente mais baixos
(≈ 1.1, em média), aparenta ser menos sensível aos efeitos decorrentes da acção de
muitos dos mecanismos durante a deformação dos quartzitos, em particular dos que
não concorram para a modificação da morfologia dos grãos detríticos.
Os autores agradecem o apoio financeiro da JNICT através do projecto de investigação REDIBER PBICT/P/CTA/2113/95.
Referências
Garcia, C., Machado, S., Dias, R., Coke, C. & Ribeiro, A., 1993. Comparison of methods of finite strain analysis in the Buçaco
region (Centro-Iberian Zone); Tectonic implications. Comun. XII Reun. Geol. Oeste Peninsular, vol 1: 65-76.
ESTUDOS DE MICRODEFORMAÇÃO EM QUARTZITOS ARMORICANOS AFLORANTES NA REGIÃO DO BUÇACO
A. Mateus 1, R. Dias2, C. Coke3
1
Departamento de Geologia, Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa, Campo Grande, 1700 Lisboa, Portugal
Departamento de Geociências da Universidade de Évora, Apartado 94, 7001 Évora Codex, Portugal
3
Secção de Geologia da Universidade de Trás-os-Montes e Alto Douro, Apartado 202, 5001 Vila Real Codex, Portugal
2
Abstract
The microstructural characterization of the Armorican quartzites outcropping in Buçaco syncline reveal that deformation took place under low strain rates and temperatures below 250ºC. In these conditions intragranular brittle mechanisms are
favoured. The heterogeneous plastic yielding occurs only in conveniently oriented and randomly distributed quartz grains. At
microscale, strain partitioning led to incipient cleavage development and to nucleation/propagation of micro-brittle shear zones
in localized domains. The Fry and Normalized Fry methods used in finite strain analysis are more sensitive to the bulk deformation (diagenetic + tectonic) accommodated by these quartzite rocks than the Rf/φ method.
A caracterização microestrutural preliminar dos quartzitos de idade ordovícica
que se dispõem em ambos os flancos do sinclinal do Buçaco, recorreu ao exame petrográfico das lâminas delgadas orientadas (três secções mutuamente perpendiculares por amostra - fig.1) anteriormente utilizadas por Garcia et
al. (1993) e por Dias & Ribeiro
(1993) em cálculos de deformação finita. A presente análise tem
como objectivo primordial compreender a razão pela qual os
procedimentos usados na estimativa
dos
elipsóides
de
deformação (Rf/φ e Fry com base
na distribuição e morfologia dos
grãos de quartzo) conduzem a
resultados diferentes e, de certo
modo, não previsíveis (mercê do
estilo de dobramento e proximidade ao cisalhamento PortoTomar). Mais procura concorrer
para o conhecimento dos mecanismos
que,
com
maior
probabilidade,
permitiram
os
quartzitos armoricanos acomodar
a
deformação
varisca
em
diferentes domínios da Zona
Figura 1 - Amostragem e carta geológica esquemática da região
do Buçaco (para detalhes, veja-se Dias & Ribeiro
Centro-Ibérica (trabalhos em
(1993).
curso no âmbito do Projecto de
Investigação REDIBER).
Os quartzitos examinados são bastante puros e exibem, regra geral,
granularidade média a grosseira, compreendendo essencialmente grãos rolados de
quartzo; a matriz, por norma bastante escassa, comporta quase exclusivamente
grãos micrométricos de quartzo. Grãos rolados e subrolados de zircão e turmalina,
para além de finas placas de sericite e de
raríssimos grãos micrométricos de minerais
opacos ocorrem vulgarmente como acessórios.
Reconhecem-se ainda clastos milimétricos e
bastante rolados de natureza lidítica e
quartzítica (fig. 2); os primeiros afiguram-se
L
correlacionáveis com os liditos presentes na
Série Negra atribuída ao Precâmbrico; os últimos, apresentando invariavelmente microestruturas devidas a deformação plástica e recristalização dinâmica pronunciada, representam
relíquias de rochas (proto-) miloníticas geradas
em contextos geotectónicos difíceis de precisar,
se bem que seguramente relacionados com
eventos de deformação ante-hercínica.
A forma original dos grãos constituintes
M
destes metassedimentos encontra-se razoavelmente preservada, não obstante a deformação
diagenética (relacionada com os processos de
compacção e desidratação da coluna de
sedimentos), concorrer frequentemente para o
desenvolvimento de microestruturas e texturas
Fig. 2 - Clastos de lidito (L) e de rocha quartzítica
milonitizada (M). Amostra B4, NX, 1 cm =
que conduzem a modificações de tal morfologia
50 µm.
e, consequentemente, das relações geométricas
primárias estabelecidas entre
os clastos. Encontram-se nesta situação (fig. 3): (i) os
agregados de fragmentos
grosseiros truncados e incipientemente indentados, cuja
disposição sugere a acção de
fenómenos de solução sob
pressão congruente durante a
compacção diagenética, i.e.,
de dissolução localizada de sílica (nos domínios de contacto
entre grãos sujeitos a tensão
diferencial elevada) e sua sub- Fig. 3 - Detalhe de alguns dos aspectos texturais atribuíveis a mecanismos
sequente redeposição em
de solução sob pressão congruente. Amostra BML, NX, 0,7 cm =
100 µm.
espaços
intersticiais
adjacentes, modificando portanto a forma original dos clastos; (ii) os zonamentos de
crescimento periférico de muitos grãos de quartzo (englobando por vezes grãos
matriciais), atribuíveis à deposição tardia de sílica em estádios avançados da
diagénese e/ou metamorfismo; e (iii) os alinhamentos de filossilicatos, por vezes
relativamente mal definidos, que materializam uma foliação diagenética subparalela
a S0.
O desenvolvimento bastante incipiente de microestruturas devidas a deformação tectónica constitui outra característica notória das rochas quartzíticas estudadas,
como aliás seria de esperar face aos valores de Rs obtidos por Garcia et al. (1993).
Regra geral, a indentação (suturação) intergranular apenas pode ser observada em
domínios bastante localizados das lâminas delgadas; tal fenómeno adquire no
entanto particular relevância na amostra B3, onde, na secção perpendicular a S0 e
paralela à direcção de camada, o achatamento dos grãos é significativo,
materializando uma clivagem ténue. A extinção ondulante, débil a moderada,
raramente atinge valores angulares superiores a 10º, fazendo-se acompanhar por
escassas bandas de deformação quando tal se verifica. A fracturação intragranular,
por vezes intergranular, complementa o registo microestrutural.
As fracturas intragranulares (fig. 4) são relativamente abundantes e, na
maioria dos casos: (i) estabelecem ligações entre contactos intergranulares, com
frequência diametralmente opostos; (ii) não mostram qualquer relação de dependência com as microestruturas devidas a cedência
plástica; (iii) tendem a evidenciar direcção preferencial; e (iv) não se encontram seladas ou exibem
preenchimento bastante deficiente de natureza
siliciosa. Tais factos, consistentes com os dados
experimentais, permitem afirmar que as fracturas
observadas: (i) deverão resultar da acumulação de
tensões em pontos de contacto entre grãos
adjacentes, pelo que o seu traçado será determinado
pelas trajectórias de tensão estabelecidas entre as
junções intergranulares sujeitas a maior tensão; (ii)
são classificáveis como fendas de clivagem do tipo 1,
i.e., a sua nucleação e propagação não é
condicionada pela plasticidade intracristalina; e (iii)
correspondem muito provavelmente a fracturas de
extensão (de modo I) sujeitas a propagação subcrítica
sob condições de baixa temperatura (200-250ºC).
Desta forma, a direcção preferencialmente adquirida
pelas fracturas intragranulares afigura-se atribuível a
Figura 4 - Desenvolvimento heterogéneo
de microfracturas intragranulauma distribuição espacial quasi-regular de contactos
res. Amostra B3, NX, 1,2 cm =
intergranulares sob estado de deformação análogo, a
50 µm.
qual depende, por sua vez, da boa calibração original
do sedimento. O estabelecimento de condições propícias ao desenvolvimento de tais
descontinuidades indica ainda que a resistência oferecida pelos grãos à cedência
descontínua foi significativamente inferior à oferecida pelas fronteiras intergranulares
(previamente cimentadas por processos difusivos de transferência de massa). Assim se compreende também o
desenvolvimento incipiente da fracturação intergranular.
Muito embora a generalização precedente seja
aplicável à esmagadora maioria das situações observadas,
casos há em que as fracturas intragranulares se
desenvolvem em grãos endurecidos com extinção
ondulante moderada e bandas de deformação,
correspondendo com grande probabilidade a fendas de
clivagem do tipo 2. Estas microfracturas com geometria
algo irregular, ocorrem apenas nos domínios mais
deformados do grão e encontram-se seladas por
precipitados siliciosos, cuja origem pode ser remetida a
processos locais de transferência de massa por difusão
síncronos da rotura intragranular.
A análise microestrutural efectuada permitiu ainda
colocar em evidência a presença esporádica de corredores
de deformação, mais ou menos discretos, de possança milimétrica e geometria localmente controlada pelas junções
intergranulares, onde a deformação do quartzo se faz
notar com relativa intensidade, se bem que de modo bastante heterogéneo (amostras B4 e BML, em particular). A
observação de vários troços e ramificações subsidiárias
destes corredores de deformação sob grande ampliação
revela que (fig. 5): (i) as fracturas intragranulares são
retomadas com frequência; (ii) se desenvolvem
microdomínios onde o quartzo apresenta forte
endurecimento e, por vezes, subgranulação apreciável,
especialmente importante ao longo de junções
intergranulares suturadas; e que (iii) a microcataclase
poderá ter ocorrido em domínios bastante circunscritos de
alguns dos troços observados, particularmente nos que
exibem geometria anastomosada. Tomadas em conjunto,
tais evidências suportam a classificação dos corredores de
deformação como microzonas de cisalhamento sujeitas a
cedência prógrada em regime frágil. Importa no entanto
explicar a génese de subgrãos neste ambiente de
deformação, porquanto a sua presença poderá a priori
sugerir o estabelecimento de condições térmicas
inconsistentes (bastante mais elevadas) com as que Fig. 5 - Aspecto geral duma microzona de cisalhamento frágil.
podem ser inferidas com base nas microestruturas que
Amostra BML, NX, 0,7 cm
temos vindo a descrever (i.e., < 250ºC). Efectivamente, o
= 100 µm.
desenvolvimento de subgrãos requer estados de
plasticidade favoráveis à recuperação das microestruturas geradas durante o
endurecimento dos cristais. Ora, no caso em estudo e em condições de baixa
temperatura, a subgranulação apenas se pode desenrolar se: (i) as condições de
tensão pontual ao longo dos contactos intergranulares perdurarem durante um
período de tempo relativamente lato (i.e. para magnitudes bastante baixas de ε& ),
por forma a induzir escorregamento intracristalino apreciável; e (ii) o regime de
deformação imposto à rocha permitir o desenvolvimento de domínios onde a
acumulação pontual de tensões se intensifique de forma apreciável. A satisfação do
primeiro requisito poderá ser obtida com relativa facilidade se se tiver em consideração os mecanismos subjacentes à indentação intergranular lenta, mas
razoavelmente eficaz nas regiões sujeitas a maior deformação. A segunda exigência
encontra-se à partida garantida, porquanto os cisalhamentos descritos tomam
direcções bastante próximas das predictas para os planos de achatamento em
dobramento tangencial longitudinal (fazendo ângulos pequenos, < 15º, com S0).
Face aos estudos desenvolvidos por vários autores (e.g. Teufel & Logan, 1978;
Meike, 1990; Lloyde & Knipe, 1992), a subgranulação assim gerada poderá
desempenhar papel importante nos subsequentes incrementos de deformação, já
que a presença de numerosas fronteiras intergranulares de pequeno desacerto
estrutural (definindo pequenos ângulos entre si) contribui de modo decisivo para a
redução do percurso de difusão, permitindo que os processos de transferência de
massa se intensifiquem localmente.
Conclusões
Os quartzitos estudados preservam um conjunto apreciável de
microestruturas que, geradas durante a diagénese, aparentam condicionar de forma
decisiva a deformação induzida pelo dobramento hercínico. Os efeitos decorrentes
da acção conjunta de solução sob pressão e acumulação de tensões em contactos
intergranulares, promovem a fracturação intragranular, reforçando a resistência
oferecida por estes últimos à deformação. Assim, sob taxas de deformação bastante
baixas e valores de temperatura globalmente inferiores a 250ºC, o deslizamento
intracristalino ocorrerá apenas em grãos convenientemente orientados e
aleatoriamente distribuídos pela rocha, intensificando-se os processos de fracturação intragranular; a cedência frágil
poderá ainda ocorrer ao longo das
junções
intergranulares
deficientemente cimentadas. Estados
de
deformação
subsequentes
concorrem para o desenvolvimento
incipiente de clivagem e de
microzonas de cisalhamento frágil; a
nucleação
destas
últimas,
envolvendo mecanismos de cedência
de Rs obtidos para várias amostras com base em
plástica em condições de baixa Fig. 6 - Valores
diferentes métodos (depois de Garcia et al., 1993).
temperatura, deve-se com grande
probabilidade à concentração de tensões nos domínios de achatamento da dobra D1
gerada em regime tangencial longitudinal.
Desta forma, e de acordo com os resultados de Garcia et al. (1993, fig. 6), os
valores médios de Rs (≈ 1.5) estimados com base no método de Fry deverão reflectir melhor a deformação global acomodada pela rocha quartzítica (i.e., deformação
diagenética + deformação tectónica), muito embora a parcela correspondente à
cedência por fracturação seja dificilmente contabilizada. O método Rf/φ, produzindo
valores de Rs significativamente mais baixos (≈ 1.1, em média), aparenta ser menos
sensível aos efeitos decorrentes da progressão de muitos dos mecanismos activos
durante a deformação dos quartzitos, em particular dos que não concorreram para a
modificação da morfologia dos grãos detríticos.
Agradecimentos
Os autores agradecem o apoio financeiro da JNICT através do projecto de investigação REDIBER - PBICT/P/CTA/2113/95.
Referências
Dias, R. & Ribeiro, A., 1993. Porto-Tomar shear zone, a major structure since the beginning of the Variscan Orogeny. In: Terra
Abstract Supplement nº 6 to Terra Nova, 5: 11.
Garcia, C., Machado, S., Dias, R., Coke, C. & Ribeiro, A., 1993. Comparison of methods of finite strain analysis in the Buçaco
region (Centro-Iberian Zone); Tectonic implications. Comun. XII Reun. Geol. Oeste Peninsular, vol 1: 65-76.
Lloyde, G.E. & Knipe, R.J., 1992. Deformation mechanisms accommodating faulting of quartzite under upper crustal conditions.
J. Struct. Geol., 14: 127-143.
Meike, A., 1990. Deformation enhanced selective dissolution: an examination of mechanical aspects using deformation mechanism maps. J. Struct. Geol., 12: 785-794.
Teufel, L.W. & Logan, J.M., 1978. Effect of displacement rate on the real area of contact and tensile stresses generated during
frictional sliding of Tennessee sandstone. Pure & Appl. Geophys., 116: 840-865.